seismik refleksi

BAB III TEORI DASAR �

21 �

BAB III

TEORI DASAR

3.1. Seismologi Refleksi

3.1.1. Konsep Seismik Refleksi

Metoda seismik memanfaatkan perambatan gelombang elastis kedalam bumi

yang mentransfer energi gelombang menjadi pergerakan partikel batuan. Dimensi

gelombang elastik atau gelombang seismik jauh lebih besar bila dibandingkan dengan

dimensi pergerakan partikel batuan tersebut. Meskipun demikian penjalaran

gelombang seismik dapat diterjemaahkan dalam bentuk kecepatan dan tekanan

partikel yang disebabkan oleh vibrasi selama penjalaran gelombang tersebut.

Gelombang seismik membawa informasi mengenai litologi dan fluida bawah

permukaan dalam bentuk waktu rambat (travel time), amplitudo refleksi, dan variasi

fasa. Didukung oleh perkembangan teknologi komputerisasi, pengolahan data

seismik, juga teknik interpretasi, data seismik secara umum sekarang dapat dianalisis

untuk delinisasi sifat fisika (akustik) batuan dan determinasi litologi, porositas, fluida

pori, dan sebagainya.

Salah satu sifat akustik yang khas pada batuan adalah Impedansi Akustik (IA)

yang merupakan hasil perkalian densitas (�) dan kecepatan (V) ,

IA = � V (1)


22 �

dimana : IA = Impedansi Akustik

� = densitas (g/cm3)

V = kecepatan (m/s)

Disebabkan orde nilai kecepatan lebih besar dibandingkan dengan orde nilai densitas,

maka harga AI lebih dikontrol oleh kecepatan gelombang seismik pada batuan.

Pada saat gelombang seismik melalui dua media yang impedansi akustiknya berbeda

maka sebagian energinya akan dipantulkan. Perbandingan antara energi yang

dipantulkan dengan energi datang pada keadaan normal dituliskan dalam persamaan:

Er/Ei = ri x ri (2)

1

1

-i

i

ii

i

Z ZrZ Z

�

�

��

(3)

dimana :

Er = Energi Pantul Zi = Impedansi Akustik Lapisan ke-i

Ei = Energi Datang Zi+1 = Impedansi Akustik Lapisan ke-i + 1

ri = Koefisien Refleksi (KR) ke-i

Sesuai dengan persamaan (3) maka hanya sebagian kecil energi yang

direfleksikan bila kontras impedansi akustiknya tidak berbeda secara signifikan.


23 �

Perbedaan harga IA kita dapatkan karena adanya kontras densitas maupun kecepatan

gelombang seismik yang selanjutnya diinterpretasikan sebagai kontras litologi.

Deret koefisien refleksi sebagai variasi kontras IA dikonvolusikan dengan

wavelet ditambah dengan noise menghasilkan trace seismik. Besar amplitudo pada

trace seismik mewakili harga kontras IA. Semakin besar amplitudonya maka

semakin besar pula refleksi dan kontras IA nya.

3.1.2. Trace Seismik

Model dasar yang sering digunakan dalam model satu dimensi untuk trace

seismik mengacu pada model konvolusi yang menyatakan bahwa tiap trace

merupakan hasil konvolusi sederhana dari refelektivitas bumi dengan fungsi sumber

seismik ditambah dengan noise. Dalam bentuk persamaan dapat dituliskan sebagai

berikut (tanda * menyatakan konvolusi) :

S(t) = W(t) * r(t) + n(t) (4)

dimana : S(t) = trace seismik

W(t) = wavelet seismik

r(t) = reflektivitas bumi, dan

n(t) = noise


24 �

Konvolusi didefenisikan sebagai “penggantian (replacing)” setiap koefisien

refleksi dalam skala wavelet kemudian menjumlahkan hasilnya (Sukmono, 2007).

Sudah diketahui bahwa refleksi utama bersosiasi dengan perubahan harga impedansi.

Selain itu wavelet seismik umumnya lebih panjang daripada spasi antara kontras

impedansi yang menghasilkan koefisien refleksi. Dapat diperhatikan bahwa

konvolusi dengan wavelet cenderung “mereduksi” koefisien refleksi sehingga

mengurangi resolusi untuk memisahkan reflektor yang berdekatan. Hasil dari

konvolusi ini diilustrasikan dalam Gambar 3.1.

Gambar�3.1.�Konvolusi antara reflektivias dengan wavelet mengurangi

resolusi (Sukmono, 2007).


25 �

3.1.3. Interferensi Gelombang Seismik

Interferensi dapat muncul pada batas IA yang sangat rapat disebabkan

terjadinya overllaping beberapa reflektor. Interferensi bisa bersifat negatif atau positif

yang sangat dipengaruhi oleh panjang pulsa seismik. Idealnya pulsa gelombang akan

berupa spike dan akan mengakibatkan refleksi spike juga, tetapi dalam prakteknya

sebuah reflektor tunggal dapat menghasilkan sebuah refleksi yang terdiri atas refleksi

primer yang diikuti oleh satu atau lebih half-cycle.

Tidak semua harga kontras IA secara signifikan dapat menghasilkan refleksi

pada bidang batas. Hal ini tergantung pada sensitifitas alat perekam dan pemrosesan

data seismik. Oleh karena itu adalah penting untuk mengetahui bentuk dasar pulsa

yang dipakai dalam pemrosesan data. Bentuk dasar pulsa seismik ditampilkan dalam

fasa dan polaritas tertentu. Ada dua jenis fasa yang biasa ditampilkan dalam rekaman

seismik yaitu fasa minimum dan fasa nol. Pada pulsa fasa minimum energi yang

berhubungan dengan batas IA terakmulasi pada onset dibagian muka pulsa tersebut,

sedangkan pada fasa nol batas IA terdapat pada peak bagian tengah.

3.1.4. Resolusi Vertikal

Resolusi dalam gelombang seismik didefinisikan sebagai kemampuan

gelombang sismik untuk memisahkan dua objek yang berbeda. Resolusi ini berkaitan

erat dengan fenomena interferensi gelombang seismik. Ketebalan minimum suatu

objek untuk dapat memberikan refleksi sendiri bervariasi antara 1/8 � sampai 1/30 �,

B�

�

d

d

k

d

3

3

s

b

b

BAB III TEO

dimana � ad

dalam waktu

ketebalan di

disebut seba

3.2 Sifat

3.2.1 Kece

Tida

sebagai fung

batuan dapa

batuan, mau

Gam

ORI DASAR

dalah panjan

u bolak balik

iatas ¼ yan

agai ketebala

t Fisika Bat

epatan Gelo

k seperti den

gsi dari wakt

t mengalami

upun shear (s

mbar 3.2. Ske

Wave) dan G

R

ng pulsa sei

k (two way t

ng dapat di

an tuning (tu

uan

ombang P (V

nsitas, kecep

tu. Seperti y

i kompresi (

sheared), yan

ema deformas

Gelombang Sh

smik. Resol

travel time –

bedakan ole

ning thickne

Vp) dan Ge

patan sesimi

yang ditunjuk

(compressed)

ng hanya me

si batuan terh

hear (S-Wave

lusi tubuh b

– TWT). Ha

eh gelomban

ess).

lombang S

ik mengikuts

kan dalam G

d), yang men

engubah ben

hadap Gelom

e), (AVO Wo

atuan setara

anya batuan y

ng seismik.

(Vs)

sertakan def

Gambar 3.2,

ngubah volum

ntuknya saja.

mbang Kompre

rkshop, 2008

a dengan ¼

yang memili

Ketebalan i

formasi batu

, sebuah kub

me dan bent

.

esi (P-

).

26

�

iki

ini

uan

bus

tuk


27 �

Dari sini munculah dua jenis kecepatan gelombang seismik yaitu :

a. Kecepatan Gelombang Kompresi (Vp) : arah pergerakan partikel sejajar

(longitudinal) dengan arah perambatan gelombang.

b. Kecepatan Gelombang Shear (Vs) : arah pergerakannya tegak lurus

(transversal) dengan arah perambatan gelombang.

Perbandingan antara Vp dan Vs direpresentasikan dengan menggunakan Poisson’s

ratio (�) sebagai :

(5)

(6)

Bentuk sederhana dari persamaan kecepatan P-wave dan S-wave diturunkan untuk

batuan non-porous dan isotropic. Persamaan kecepatan menggunakan modulus Bulk

(K), koefisien Lambda (�),dan modulus Shear (�) dituliskan sebagai berikut :

( 7)

(8)

V s ��

�

423

KVp

� � ��

� ��

222��

�

2VPVS

� ��

�


28 �

dimana : � : koefisien lambda = K - 2/3 �

K : modulus bulk � : densitas

� : modulus shear

3.2.2. Porositas

Porositas diartikan sebagai perbandingan antara volome pori batuan dengan

volume totalnya. Perbandingan ini umumnya dinyatakan dalam persen (%) maupun

fraction yang dirumuskan dengan :

Porositas (ø) = (volume pori/volume totalnya) x 100 % (9)

Selain itu dikenal juga dengan istilah porositas efektif, yaitu apabila bagian rongga-

rongga di dalam batuan berhubungan dan telah dikoreksi dengan kandungan

lempungnya. Sehingga harga porositas efektif biasanya lebih kecil daripada rongga

pori-pori total yang biasanya berkisar dari 10 sampai 15 %. Porositas efektif

dinyatakan dangan persamaan :

Porositas efektif (øe) = (volume pori-pori bersambungan/volume totalnya) x 100%

(10)

3.2.3 Densitas

Densitas secara sederhana merupakan perbandingan antara massa (kg) dengan

volumenya (m3). Densitas merupakan salah satu parameter yang digunakan dalam


29 �

persamaan kecepatan gelombang P, gelombang S, dan akusitik impedansi, dimana

semuanya mempengaruhi respon gelombang seismik bawah permukaan.

Efek dari densitas dapat dimodelkan dalam persamaan Wyllie (1) :

(11)

dimana :

�b = densitas bulk batuan

�m = densitas matriks

�f = densitas fluida

� = porositas batuan

Sw = water saturation

�w = density air (mendekati 1 g/cm3)

�hc = density hidrokarbon.

Dalam Gambar 3.3 mengilustrasikan bahwa densitas batuan reservoar turun secara

signifikan pada reservoir gas dari pada reservoar minyak. Karakter ini menjadi hal

yang penting dalam interpretasi seismik untuk reservoir tersebut.

�� )S(�S�)(�� whcwwmsat �� 11

B�

�

3

t

m

t

I

d

h

BAB III TEO

3.2.4 Rigid

Rigid

terhadap stre

maka akan

tersebut dika

Inko

Inkompresib

dikompresi)

harga inkom

ORI DASAR

Gambar 3

reserv

ditas dan In

ditas dapat d

ess. Rigidita

semakin mu

atakan memi

mpresibilita

bilitas dide

bila dikena

mpresibilitasn

R

3.3. Sw vs Den

voir minyak

nkompresib

dideskripsika

as sensitif ter

udah pula m

iliki rigiditas

as merup

efinisikan s

ai oleh stress

nya begitu p

nsitas.Aplika

dan gas (AV

bilitas (LMR

an sebagai se

rhadap matr

mengalami sl

s yang tingg

pakan ke

sebagai be

s. Semakin m

pula sebalik

si persamaan

O Workshop,

R)

eberapa besa

riks batuan.

lide over sat

gi.

ebalikan

esarnya per

mudah dikom

knya. Peruba

Wyllie pada

, 2008)

ar material b

Semakin rap

tu sama lain

dari ko

rubahan vo

mpresi maka

ahan ini leb

berubah bent

pat matriksn

nya dan ben

ompresibilita

olume (dap

a semaki ke

bih disebabk

30

tuk

nya

nda

as.

pat

cil

kan


31 �

oleh adanya perubahan pori daripada perubahan ukuran butirnya. Dua parameter

diatas dapat diilustrasikan seperi pada Gambar 3.4 dibawah ini.

Gambar 3.4. Ilustrasi material yang memiliki harga rigiditas dan inkompresibilitas yang

berbeda (PanCanadian Petroleum, 2005, opcite Direzza 2005).

Kartu dan lempung (kiri) memiliki rigiditas rendah karena mudah untuk slide

over satu sama lain. Batu bata dan batu gamping memiliki rigiditas yang tinggi

karena sulit untuk slide over satu sama lainya. Keduanya juga memiliki harga

inkompresibilitas yang tinggi. Sebaliknya, spon dan pasir pantai (kanan) memiliki

inkompresibilitas yang rendah. Fluida yang mengisi pori mempengaruhi harga

kompresibilitas. Jika gas mengisi pori maka batuan tersebut akan lebih mudah

terkompresi daripada terisi oleh minyak ataupun air.

Secara matematik kedua parameter tersebut dapat diperoleh dari persamaan

gelombang P dan gelombang S yang telah dituliskan dalam persamaan:

(12)

dan

2PV � �

��

�


32 �

2S

2S )V(Z: ��

2S

2P Z2Z ��

2P

2P )2()V(Z: ��

(13)

sehingga

(14)

dan

(15)

maka

(16)

Rigiditas (��), menggunakan parameter mu (�), berfungsi sebagai indikator

litologi karena bersifat sensitif terhadap matriks batuan dan tidak dipengaruhi oleh

kehadiran fluida. Inkompresibilitas (��) tidak secara langsung diukur pada batuan

seperti rigiditas. Tetapi ekstraksi �� dilakukan dengan menghilangkan efek rigiditas

akibat matriks batuan dan meningkatkan sensitifitas terhadap fluida pengisi pori.

Kecepatan gelombang P (Vp) dipengaruhi oleh � dan �. Efek dari penurunan

harga � sebagai respon langsung dari porositas gas sering berlawanan dengan

kenaikan harga � dari capping shale ke gas sand. Sehingga dengan mengekstrak �

dari Vp dan mengkombinasikannya menjadi perbandingan �/�, persentasi

perubahannya menjadi sangat jauh meningkat antara shale dan gas sand. Dari sini

kita dapat memanfaatkan parameter ini sebagai parameter yang paling sensitif untuk

mendeskriminasi kehadiran gas dalam reservoir.

SV ��

�


33 �

3.3. Amplitude Variation with Offset (AVO) dan Impedansi Elastik

AVO pertama kali ditujukan sebagai suatu teknik untuk memvalidasi anomali

amplitudo pada seismik yang berasosiasi dengan kehadiran gas pada reservoir

(Ostrander, 1982, opcite Sukmono, 2007). AVO muncul akibat adanya partisi energi

pada bidang reflektor. Sebagian energi dipantulkan dan sebagian lainya

ditransmisikan. Ketika gelombang seismik menuju batas lapisan pada sudut datang

tidak sama dengan nol maka konversi gelombang P menjadi gelombang S terjadi.

Amplitudo dari energi yang terefleksikan dan tertransmisikan tergantung pada sifat

fisik diantara bidang reflektor. Sebagai konsekuensinya, koefisien refleksi menjadi

fungsi dari kecepatan gelombang (Vp), kecepatan gelombang S (Vs), densitas (�) dari

setiap lapisan, serta sudut datang (�1) sinar seismik. Oleh karena itu terdapat empat

kurva yang dapat diturunkan yaitu : amplitudo refelksi gelombang P, amplitudo

transmisi gelombang P, amplitudo refleksi gelombang S, dan amplitudo transmisi

gelombang S seperti yang ditunjukkan dalam Gambar 3.5.

B�

�

m

p

Z

p

BAB III TEO

Gam

Persa

menggamba

pada media

Zeopprit m

persamaanny

��

�

��

1

2cos

2sin

cossin

�

�

��

ORI DASAR

mbar 3.5. Pa

amaan dasa

arkan koefisi

a elastik (de

melakukan a

ya dapat ditu

�1

11

1

11

1

1

sin

cos

sincos

��

�

��

�

��

R

artisi energi

(Russell, 19

ar AVO pe

ien refleksi

ensity, P-wa

analisa koe

uliskan dalam

�

��

1

21

21

121

1

1

2

2

��

�

��

�

�

gelombang

999, opcite D

rtama kali

dan transm

ave velocity

efisien refle

m bentuk pe

�

21

2

221

22

2

2

2cos

2sin

cossin

��

��

��

seismik pad

Direzza, 2005)

diperkenalk

misi sebagai

y, and S-wa

eksi berdas

ersamaan ma

�

�

�

11

22

11

212

si

c

sincos

��

��

da bidang ref

)

kan oleh Zo

fungsi dari

ave velocity

sarkan hal

atriks.

��

�

�

��

�

�

��

�

�

2

2

2

2

2in

2cos

�

�

�

DCBA

flektor

oeppritz ya

i sudut data

y). Knott d

tersebut d

��

�

�

�

��

�

�

�

1

1

1

2cos2sin

cossin

��

(1

34

ang

ang

dan

dan

��

�

�

1�

17)


35 �

dimana :

A = Amplitudo gelombang P refleksi 1� = sudut datang gelombang P

B = Amplitudo gelombang S refleksi 2� = sudut bias gelombang P

C = Amplitudo gelombang P transmisi 1� = sudut pantul gelombang S

D = Amplitudo gelombang S transmisi 2� = sudut bias gelombang S

�� kecepatan gelombang P �� densitas

�� kecepatan gelombang S

Walaupun persamaan Zoeppitz baik dalam menghasilkan amplitudo dari sebuah

gelombang-P yang terpantulkan, tetapi persamaan ini tidak memberikan pengertian

bagaimana hubungan amplitudo dengan berbagai parameter fisik batuan. Aki dan

Richards membuat suatu pendekatan yang merupakan linearisasi dari persamaan

Zoeppritz yang kompleks dengan memisahkan kecepatan dan densitas :

VsVscb

VpVpaR �

��

��

�� )( (18)

dimana :

��

22 tan

21

cos1

��a ,

]sin)2[(5.0 22

�VpVsb �� ,

�22 sin)(4VpVsc �� ,

1221 ,

2��

��

�� ,


36 �

1221 ,

2VpVpVpVpVpVp ��

�� ,

1221 ,

2VsVsVsVsVsVs ��

�� ,

221 ��

��

� ,

Persamaan lain yang memodifikasi persamaan Aki – Richards diperkenalkan oleh

Wiggins. Persamaan ini dikenal dengan persamaan ABC karena dalam persamaan ini

terdapat 3 term, yaitu : A yang disebut intercept, B yang disebut gradient, dan C yang

disebut curvature.

�� 222 costansin)( CBARp �� (19)�

dimana :

��

��

� ��

��

VsVs

VpVpA

21 ,

,2421

22

��

�

��

�

� �

��

�

��

VpVs

VsVs

VpVs

VpVpB

VpVpC �

�21 ,

Fatti juga mengembangkan persamaan lain dari persamaan Aki – Richards.

Persamaan ini biasa digunakan untuk memisahkan koefisien refleksi P-wave dan S-

wave.

Dsopo fReRdRRp ��)(� (20)

dimana :

�2tan1��d , ,21

��

��

� ��

��

��

VpVpRpo


37 �

�22

2

sin8VpVse �� , ,

21

��

��

� ��

��

��

VsVsRso

�� 222

2

tan21sin2 ��

VpVsf ,

��

�DR

Connoly mengajukan suatu persamaan EI yang didasari atas analogi antara

persamaan AI untuk sudut sama dengan nol juga dapat berlaku pada EI untuk sudut

yang tidak sama dengan nol. Dari analogi tersebut dan dengan menggunakan

persamaan ABC 3 term didapatkan persamaan :

)sin41()sin8()tan1( 222

)( �� KKVsVpEI �� (21)

dimana :

2

2

VpVsK �

Untuk sudut lebih besar dari 30°, persamaan EI yang dihasilkan dari persamaan ABC

3 term kurang baik solusinya karena persamaan ini tidak memberikan hasil yang

lurus. Untuk sudut lebih besar dari 30° persamaan EI yang digunakan hanya

menggunakan 2 term saja.

)sin41()sin8()sin1( 222

)( �� KKVsVpEI �� (22)

Whitcombe memodifikasi persamaan EI dengan memperkenalkan konstanta

referensi. Modifikasi ini dilakukan untuk menyamakan skala nilai EI pada sudut yang

berbeda.


38 �

� � � � � �

��

�

�

��

�

� �

��

�

��

�

��

�

��

��

222 sin41

0

sin8

0

sin1

000)(

KK

VsVs

VpVpVpEI (23)

dimana Vp0, Vs0, �0 adalah konstanta referensi.

3.4. Inversi Seismik

Inversi seismik didefinisikan sebagai teknik pemodelan geologi bawah

permukaan menggunakan data seismik sebagai input dan data sumur sebagai

kontrolnya (Sukmono, 2007). Model geologi yang dihasilkan oleh seismik inversi

adalah model impedansi di antaranya berupa AI, SI atau EI yang merupakan

parameter dari suatu lapisan batuan, bukan merupakan parameter batas lapisan seperti

RC. Oleh karena itu, hasil seismik inversi lebih mudah untuk dipahami dan lebih

mudah untuk diinterpretasi. Dari model impedansi ini dapat dikorelasikan secara

kuantitatif dengan parameter fisik dari reservoir yang terukur pada sumur seperti

porositas, saturasi air, dan sebagainya. Apabila korelasi antara hasil inversi dan data

sumur cukup baik, maka hasil inversi dapat digunakan untuk memetakan parameter

data sumur tersebut pada data seismik.

Metode seismik inversi dapat dibagi menjadi 2 jenis berdasarkan data seismik

yang digunakan (Gambar 3.6), yaitu : post-stack seismic inversion dan pre-stack

seismic inversion. Data seismik post-stack adalah data seismik yang mengasumsikan

amplitudo seismik hanya dihasilkan oleh R(0), sehingga post-stack seismic inversion

hanya dapat digunakan untuk menghasilkan tampilan model AI saja. Sementara data


39 �

seismik pre-stack masih mengandung informasi sudut (R(�)), sehingga pre-stack

seismic inversion dapat digunakan untuk menghasilkan parameter –parameter, selain

AI, seperti : EI, Vp/Vs, serta lambda-rho dan mu-rho.

Gambar 3.6. Metoda inversi seismik (Russel, 1988, opcite, Sukmono, 2007)

3.4.1 Inversi Bandlimited

Metoda inverse Bandlimited merupakan istilah lain dari Recursive Inversion.

Dinamakan bandlimited karena trace akhir impedansi memiliki band frekuensi yang

sama seperti pada data seismik. Metoda ini merupakan metoda inverse paling awal

dan paling sederhana. Metoda ini dimulai dari definisi tentang koefisien refleksi yang


40 �

ditulis dalam persamaan (3). Sehingga impedansi lapisan ke-i + 1 dapat dihitung dari

lapisan ke-i dengan persamaan :

(24)

Dimulai dari lapisan pertama, impedansi dari setiap lapisan berturut-turut dapat

diketahui secara rekursif menggunakan persamaan dibawah ini :

(25)

Proses ini dinamakan sebagai inverse rekursif diskrit (discrete recursive inversion)

yang menjadi dasar dari teknik inverse lainnya.

Beberapa kelemahan dari metode ini di antaranya:

1. tidak adanya control geologi pada saat melakukan inversi.

2. sulit untuk mendapatkan komponen frekuensi rendah dan tinggi yang hilang

pada saat proses konvolusi seismik.

3. Mengabaikan wavelet dari seismik dan hanya menggunakan asumsi wavelet

berfasa nol

4. Bising (noise) pada data seismik dianggap sebagai signal (reflector) dan

dimasukkan dalam proses inversi.

1 *11-

ii i

i

rZ Zr

��

�

1 *11-

in

i

rZ Zr

� ��


41 �

3.4.2 Inversi Model Based

Inversi Model Based mengikuti model konvolusi seperti pada persamaan (4).

Pada inversi model based, reflektivitas disefiniskan sebagai sekuen yang memberikan

kecocokan yang paling baik pada data seismik. Dengan kata lain, kita mencari

reflektivitas yang dikonvolusikan dengan wavelet untuk memberikan pendekatan

terbaik dengan trace seismik.

Inversi model based dikembangkan untuk memecahkan masalah yang muncul

pada metoda rekursif diantaranya yaitu : pengaruh akumulasi noise, bad amplitude

recovery, dan band limited seismic data (Sukmono, 2007).

Ada dua masalah utama pada metode model based, yaitu: (Sukmono, 2007)

1. tidak menggunakan data seismik pada saat melakukan proses inversi, hanya

digunakan untuk mengekstrak wavelet.

2. Hasil yang didapat berbeda-beda tergantung dari interpretasi kita.

3.4.3 Inversi Spare Spike

Inversi Sparse Spike (Sparse Spike Inversion) menggunakan asumsi bahwa

hanya spike yang besar yang memiliki arti yang gunakan dalam proses inversi.

Metoda ini mencari spike yang besar dengan memeriksa trace seismik. Deret

reflektivitas satu spike dibuat dalam satu waktu. Spike tersebut ditambahkan sampai

trace termodelkan secara akurat. Spike yang baru lebih kecil daripada sebelumnya.


42 �

Ada beberapa metode dekonvolusi dalam proses Sparse Spike, yaitu:

1. Metode dekonvolusi dan inversi Linear Program.

2. Metode dekonvolusi dan inverse Maximum Like-Hood.

3. Dekonvolusi minimum entropy

Inversi spare spike menggunakan parameter yang sama dengan inversi model

based. Parameter yang harus ditambahkan adalah parameter untuk menghitung

berapa banyak spike yang akan dipisahkan dalam setiap trace.

�

seismik refleksi

Documents

Transcript of seismik refleksi